Permiam granitic rocks in the Sierra Pinta, NW Sonora, Mexico: Subduction magmatism associated to the onset of the active continental margin of southwestern North America

Harim E. Arvizu^{1, 2 *}, Alexander Iriondo^{2 **}, Aldo Izaguirre², Gabriel Chávez–Cabello¹, George D. Kamenov ³, Gabriela Solís–Pichardo⁴, David A. Foster³ y Rufino Lozano–Santa Cruz⁴

¹ Facultad de Ciencias de la Tierra, Universidad Autónoma de Nuevo León, Apartado postal 104, Kilómetro 8, Carretera Linares–Cerro Prieto, Linares, N.L., 67700, México.^*harimarvizu@geociencias.unam.mx

² Centro de Geociencias, Universidad Nacional Autónoma de México, Campus Juriquilla, Apartado Postal 1–742, 76230 Querétaro, Qro., México.^** iriondo@geociencias.unam.mx

³ Department of Geological Sciences, University of Florida, 241 Williamson Hall, P.O. Box 112120, Gainesville, Florida 32611, EUA.

Manuscrito recibido: Abril 1, 2009
Manuscrito corregido recibido: Septiembre 11, 2009
Manuscrito aceptado: Septiembre 15, 2009

RESUMEN

Estudios geológicos multidisciplinarios realizados en rocas cartografiadas en el área de Sierra Pinta, en el NW de Sonora, que incluyeron geocronología U–Pb en zircones, estudios isotópicos de Sm–Nd en roca total y geoquímica de elementos mayores, traza y tierras raras, han permitido un precisa caracterización de rocas graníticas pérmicas. Los datos muestran la existencia de rocas pérmicas con edades U–Pb en zircones entre ~275 y ~258 Ma y valores iniciales de épsilon Nd de –19.2 a –10.4 (edades modelo Nd T_DM entre 2.5 y 1.6 Ga). Estos datos, junto con los estudios geoquímicos, indican fusión de basamento cortical proterozoico relacionada a los estadios iniciales de la subducción que propició el establecimiento de un arco magmático continental en el SW de Norteamérica. Probablemente este pulso magmático es parte de un gran evento a nivel cordillerano que se extiende desde el SW de los EE. UU. pasando por Sonora, Chihuahua y Coahuila hasta el centro y sur de México, y quizás hasta el norte de Sudamérica (específicamente Colombia).

La ocurrencia de estas rocas graníticas pérmicas en la Sierra Pinta podría asociarse a una zona de debilidad cortical formada por una franja angosta de basamento paleoproterozoico Yavapai, como el encontrado en algunos lugares del NW de Sonora, que sirvió para que los primeros magmas generados por subducción ascendieran con mayor facilidad hacia la superficie.

Palabras clave: rocas graníticas, geocronología U–Pb, zircones, geoquímica, isótopos Sm–Nd, Pérmico, Sierra Pinta, Sonora, México.

ABSTRACT

Multidisciplinary studies in the Sierra Pinta area in NW Sonora, including U–Pb zircon geochronology, mayor and trace element geochemistry as well as Sm–Nd isotopic studies have allowed a precise characterization of Permian granitic rocks. The results suggest the existence of a suite of Permian granitoids with U–Pb zircon ages between ~275 y ~258 Ma. Initial epsilon Nd values between –19.2 and –10.4 and corresponding Nd model ages (T_DM) between 2.5 and 1.6 Ga, as well as some geochemical characteristics, indicate melting of Proterozoic crustal basement associated to the early stages of subduction forming the continental magmatic arc of SW North America. It is likely that this Permian magmatic pulse in NW Sonora was part of a larger event in the American Cordillera extending from western–southwestern USA, passing through northern Mexico and up to central and southern Mexico and, perhaps, to northern South America (i.e., Colombia).

We suggest that the occurrence of the Permian granitoids in Sierra Pinta is associated with a Paleoproterozoic crustal weakness zone formed by a narrow stretch of the Yavapai crustal province. This weakness zone could have acted as a channel–way that facilitated the ascent towards higher crustal levels of the first magmas generated by subduction.

Key words: granitic rocks, U–Pb geochronology, zircon, geochemistry, Sm–Nd isotopic studies, Permian, Sierra Pinta, Sonora, Mexico.

INTRODUCCIÓN

El margen continental activo del SW de Norteamérica es uno de los más conocidos e investigados en el mundo. Sin embargo, aún no existe consenso sobre el inicio de la subducción en dicho margen continental. Estudios geológicos sugieren que el arco magmático cordillerano, representado a lo largo de la costa oeste de Norteamérica, se originó durante el Permo–Triásico como resultado del inicio de la convergencia a lo largo del margen continental pasivo Paleozoico pre–existente (Burchfiel y Davis, 1972, 1975, 1981; Kistler y Peterman, 1973; Dickinson, 1981; Burchfiel et al., 1992). Numerosos plutones permo–triásicos de edades entre ~260 y ~207 Ma existen en los estados de Nevada, Arizona y California (Snow et al., 1991; Bateman, 1992; Burchfield et al., 1992; Miller et al., 1992, 1995; Dunne y Saleeby, 1993; Scheweickert y Lahren, 1993; Barth et al., 1997) pero la mayoría, en el centro–norte de California y oeste de Nevada, parecen estar asociados a un magmatismo de arco de islas generado lejos del margen continental y que, posteriormente, colisionó contra el continente durante el Mesozoico. En cambio, los plutones en el sur de California y oeste de Arizona están asociados a una zona de subducción paralela al margen continental y fueron emplazados dentro de corteza proterozoica y de su cubierta metasedimentaria paleozoica (Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006).

Por otro lado, estudios del inicio del arco continental en el noreste, centro y sur de México sugieren una zona de subducción con vergencia hacia el este a lo largo del margen oeste de Pangea durante el Permo–Triásico (Torres et al., 1999). Las edades U–Pb en zircones reportadas para la cristalización de granitoides que intruyen a los complejos Acatlán y Oaxaqueño, y al Bloque Maya, en el sur de México alcanzan intervalos entre ~290 y ~270 Ma (Ortega–Gutiérrez, 1981; Yañez et al., 1991; Elías–Herrera y Ortega–Gutiérrez, 2000, 2002; Grajales–Nishimura et al., 2000; Solari et al., 2001; Ducea et al., 2004; Weber et al., 2007). También existen edades K–Ar, Ar–Ar y Rb–Sr para granitoides permo–triásicos de otras localidades de México con edades entre ~284 y ~232 Ma (Damon, 1975; Ruiz–Castellanos, 1979; Damon et al., 1981; Grajales–Nishimura et al., 1985; Jacobo, 1986; López y Torres, 1986; Torres et al., 1986, 1999; Murillo y Torres, 1987; Grajales–Nishimura, 1988; Iriondo et al., 2003) que representan, en su mayoría, edades de enfriamiento de minerales.

Para el sureste de México se propone que el macizo de Chiapas (parte sur del Bloque Maya), compuesto por granitoides, ortogneises y rocas meta–sedimentarias, fue parte de un margen continental activo durante el Pérmico (~272 Ma; fechamiento U–Pb con SHRIMP–RG de un ortogneis; Weber et al., 2007) establecido en el margen pacífico de Gondwana después de la orogenia Ouachita–Marathon (Weber et al., 2007). Igualmente, el intrusivo La Carbonera emplazado en el Complejo Oaxaqueño, con una edad de 275 ± 4 Ma (Solari et al., 2001), ha sido interpretado como parte de un arco continental permo–triásico.

Esta investigación representa una contribución más en el conocimiento geológico del NW de Sonora, a través de la caracterización temporal, geoquímica e isotópica de rocas plutónicas pérmicas de la Sierra Pinta. El entendimiento del pulso magmático del Pérmico en la Sierra Pinta también es muy importante para explicar la abundancia de edades U–Pb en zircones detríticos encontrados en algunas unidades sedimentarias post–pérmicas en Sonora, como en las areniscas de la Formación Santa Clara (Gehrels y Stewart, 1998) del Grupo Barranca del Triásico superior y en las areniscas del grupo Antimonio (González–León et al., 2005).

Provincias corticales de basamento paleoproterozoico del SW de Norteamérica

El estudio de estas rocas plutónicas pérmicas en la Sierra Pinta evalúa la hipótesis de trabajo que propone que la ocurrencia de estas rocas graníticas está asociada espacialmente a la existencia de una zona de debilidad cortical, definida por la ocurrencia de un basamento paleoproterozoico tipo Yavapai (Figura 1) (Iriondo y Premo, en prensa) que discutimos a continuación. El término Yavapai se refiere a una provincia cortical paleoproterozoica del SW de los Estados Unidos con características geológicas especiales (p. ej., geoquímicas e isotópicas) y diferentes al resto de las provincias (Mojave y Mazatzal). Una de las características distintivas para diferenciarlas son los valores de épsilon Nd y edades modelo de Nd (T_DM). Por ejemplo, Bennett y DePaolo (1987) clasificaron el basamento paleoproterozoico del SW de los Estados Unidos en tres diferentes provincias separadas por fronteras o límites utilizando valores isotópicos de Nd (Figura 1). La provincia de Nd 1 tiene las edades modelo de Nd (T_DM) más antiguas, entre 2.3 y 2.0 Ga, y los valores de épsilon Nd iniciales más negativos, entre –3 y +1, correspondiente a rocas de corteza proterozoica de la provincia Mojave. La provincia de Nd 2, que representa una corteza proterozoica de basamento Mojave y Yavapai tiene edades modelo de Nd (T_DM) de 2.0−1.8 Ga y valores de épsilon Nd iniciales entre +0.8 y +4.7. Por su parte, la provincia de Nd 3, con las edades modelo de Nd (T_DM) más jóvenes, entre 1.8 y 1.7 Ga, y con los valores de épsilon Nd iniciales más positivos (+5) de todas las provincias, corresponde a rocas de basamento de las provincias Yavapai y Mazatzal. En la Tabla A1 del Apéndice A (suplemento electrónico 26–3–02) se presenta un resumen de las características más importantes de cada una de estas provincias paleoproterozoicas del SW de Norteamérica.

GEOLOGÍA DE LA SIERRA PINTA

La Sierra Pinta se localiza en la porción NW del Estado de Sonora, dentro del municipio de Puerto Peñasco (Figuras 2 y 3). El trabajo geológico más importante realizado en la Sierra Pinta fue el publicado por Araux–Sánchez (2000), el cual presenta un estudio de cartografía geológica para obtener el contexto de la mineralización aurífera presente en la zona. Además, el Servicio Geológico Mexicano (SGM, 2002) realizó estudios en el área como parte de la elaboración de la Carta Geológico–Minera Puerto Peñasco H12–1, escala 1:250,000. Araux–Sánchez (2000) diferenció las unidades litológicas que a continuación se describen para el área basándose en las relaciones de campo, en extrapolaciones regionales, correlación litológica y edades isotópicas de U–Pb de rocas de regiones aledañas. El estudio petrográfico de las rocas y una descripción más detallada de las unidades litológicas de la Sierra Pinta se encuentran en Arvizu–Gutiérrez (2008).

Unidad de paragneises y anfibolitas de edad pérmica

La unidad de paragneises y anfibolitas está constituida por intercalaciones de espesor variable de anfibolitas, paragneises de hornblenda y biotita, intercalaciones menores de paragneises de dos micas y de gneises cuarzo–feldespáticos con biotita y hornblenda. La deformación presente en esta unidad es altamente compleja. Una muestra de paragneis de esta unidad metasedimentaria (Figura 3), cartografiada anteriormente como de edad Precámbrica (Araux–Sánchez, 2000; SGM, 2002), fue fechada por el método U–Pb en zircones (258.9 ± 14 Ma, 1–sigma) (Arvizu–Gutiérrez, 2008). Esta edad pérmica del zircón más jóven representa la edad máxima posible de depósito para el protolito de esta unidad metasedimentaria.

Granitoides pérmicos

Los granitoides melanocráticos están compuestos esencialmente de feldespato, plagioclasa y cuarzo, con cantidades variables de anfíbol, biotita y moscovita, variando litológicamente de monzogranitos a granodioritas (Tabla 1). Por su parte, los granitoides leucocráticos son de color blanco a gris, constituidos por cuarzo y feldespato, con cantidades variables de biotita y moscovita (Tabla 1). Este grupo se presenta en variedades litológicas que van desde granitos leucocráticos de moscovita a granitos de feldespato alcalino de dos micas.

Las foliaciones medidas para estas rocas presentan un patrón de rumbos entre 10° y 50° NW, pero predominando una familia entre 30° y 40° NW y echados de valores variables con dirección preferencialmente hacia el SW (Figura 3). Estas foliaciones son similares a las presentes en la roca encajonante de la unidad de paragneises y anfibolitas.

Diques graníticos laramídicos (aplitas y pegmatitas)

Un conjunto de diques de aplitas y pegmatitas laramídicos, con edades U–Pb en zircones de ~68–67 Ma (Arvizu–Gutiérrez, 2008), cortan al conjunto granítico y a la unidad de paragneises y anfibolitas y podrían asociarse a los estadios más tardíos de este evento magmático laramídico en la región. Los diques generalmente se presentan a una escala menor, desde unos pocos centímetros hasta unos pocos metros de espesor, pero no llegan a ser cartografiables.

Las aplitas son de color blanco de grano fino a medio, compuestas principalmente por cuarzo y feldespato, con cantidades moderadas de moscovita y con menor abundancia o ausencia de biotita; además muestran pequeñas cantidades de granate. Por su parte, las pegmatitas tienen básicamente la misma mineralogía, excepto que presentan texturas porfíricas, representadas por una matriz de grano fino a medio con grandes fenocristales de mica blanca y con gran cantidad de granate. Ambos tipos de diques graníticos (aplíticos y pegmatíticos) comúnmente presentan forma tabular y aparecen generalmente cortando la foliación de la secuencia metamórfica y la del cuerpo granítico principal.

Unidad volcánica miocénica(?)

Derrames dacíticos y andesíticos hasta tobas de composición riolítica forman esta unidad que sobreyace discordantemente a las rocas metamórficas y plutónicas (Figura 3) (Araux–Sánchez, 2000; Arvizu–Gutiérrez, 2008).

Estas rocas volcánicas podrían correlacionarse, por su cercanía, con rocas volcánicas del Mioceno superior en el área de Quitovac (p. ej., Caldera El Pilar; ~17–18 Ma; Iriondo et al., 1996, 2005) asociadas a subducción y/o con rocas del Mioceno medio (~12.0–15.5 Ma) del área del Pinacate (Vidal–Solano et al., 2008) atribuidas a magmatismo asociado a post–subducción y/o extensión relacionada a los primeros estadios de la apertura del Golfo de California.

A continuación se presentan los resultados de fechamientos por el método isotópico de U–Pb en zircones de un total de seis muestras de rocas graníticas de la Sierra Pinta. Para ello se utilizó la técnica LA–MC–ICPMS (Laser Ablation–Multi–collector–Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry; Ablación Láser y Espectrometría de Masas de tipo Multicolector con Plasma de Acoplamiento Inductivo) (Apéndice B, suplemento electrónico 26–3–02). Los datos analíticos para cada muestra se presentan en las Tablas A2 y A3 del Apéndice A (suplemento electrónico 26–3–02 y en las Figuras 5–8.

Granitoides pérmicos melanocráticos

Monzogranito de hornblenda (PIN–07–1)

Un monzogranito de hornblenda se recolectó en la parte norte de la Sierra Pinta (Figura 3) y fue coloquialmente llamado "Granito Bombón" por su textura peculiar de grandes feldespatos potásicos. Los 23 análisis de zircones se graficaron en un diagrama de concordia Tera–Wasserburg y entre la población principal de zircones se observa uno precámbrico con edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1503 ± 12 Ma, altamente discordante (>10%), que representa un núcleo heredado (Figura 5a). Un acercamiento a los datos más jóvenes (Figura 5b) muestra una gran congruencia para la mayoría de los análisis (20 análisis representados por elipses de error con cuadrados negros). Dos de los análisis con elipses de color gris representan zircones con un pequeño grado de herencia y por ese motivo son descartados del cálculo de la edad presentada en el gráfico de la Figura 5c. La edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 275.1 ± 3.6 Ma (2–sigma; MSWD = 0.64), calculada a partir de 20 análisis de zircón (Tabla A2), es interpretada como la edad de cristalización del monzogranito.

Granodiorita de hornblenda y biotita (PIN–07–4)

Análisis de U–Pb de zircones de la granodiorita de hornblenda y biotita, recolectada en la parte sur de la Sierra Pinta (Figura 3), se graficaron en un diagrama de concordia Tera–Wasserburg y forman una agrupación importante después de descartar algunos análisis con errores de edad >3% (Figura 6a). En el diagrama de concordia se aprecia que algunos de estos zircones (elipses con cuadros grises) sufrieron una pérdida parcial de Pb radiogénico como lo indica la intersección inferior a 67 ± 560 Ma (Figura 6b). Los análisis representados por elipses con cuadros negros se emplearon para calcular la edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 258.3 ± 3.4 Ma (2–sigma; MSWD = 0.48) que se interpreta como la edad de cristalización de esta unidad granodiorítica (Figura 6c).

Monzogranito de dos micas (PIN–07–10)

Un monzogranito de dos micas fue recolectado cerca de la Mina La Pinta, al oeste de la Sierra Pinta (Figura 3). El gráfico de concordia Tera–Wasserburg de la Figura 6d indica que existe una línea de discordia con intersección superior a los 1485 ± 39 Ma y una intersección inferior a 267.2 ± 2.9 Ma. Esta edad de intersección inferior es igual, dentro de los límites de error, a la edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada calculada a 271.0 ± 2.5 Ma (2–sigma; MSWD = 0.87) para un grupo coherente de 17 análisis de zircón (Tabla A2 y Figura 6f) representados por elipses con cuadros negros (Figura 6e). Esta edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U se asigna a la cristalización del monzogranito de dos micas de la Mina La Pinta.

Granitoides pérmicos leucocráticos

Esta muestra de leucogranito de moscovita, recolectado en la parte sur de la Sierra Pinta (Figura 3), presenta una gran complejidad debido a la cantidad de zircones heredados (núcleos). En el gráfico de concordia Tera–Wasserburg de la Figura 7a existe evidencia de que hay un número elevado de zircones heredados de edad precámbrica con diferentes grados de discordancia. Cabría destacar la presencia de un núcleo con una edad de ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de ~3028 Ma, que es inusual para el basamento metaígneo del NW de México. Por otro lado, se han encontrado otras poblaciones de zircones relativamente concordantes con edades paleoproterozoicas y mesoproterozoicas (Figura 7b) cuyas procedencias podrían ser explicadas con las rocas del basamento granítico presentes en el NW de Sonora. La mayoría de los zircones son discordantes (elipses discontinuas de color gris), los cuales podrían explicarse como zircones pérmicos con diferentes grados de herencia, es decir, zircones precámbricos con bordes de cristalización pérmica y/o como zircones precámbricos que han experimentado diferentes grados de pérdida de Pb radiogénico durante el proceso de cristalización (Figuras 7b y 7c). Un acercamiento a los zircones más jóvenes de la población (Figura 7d) permite evidenciar un grupo de zircones formando una línea de discordia con una intersección superior a una edad de 243 ± 28 Ma y una inferior a 56 ± 170 Ma. La edad de intersección superior es igual, dentro de los límites de error, a la edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 259.4 ± 3.4 Ma (2–sigma; MSWD = 2.1; Figura 7e) calculada para los siete análisis más concordantes (Figura 7d y Tabla A3). Esta última edad media ponderada se interpreta como la edad de cristalización del leucogranito de moscovita. Los zircones representados por elipses de color gris se han interpretado como zircones con pérdida parcial de Pb.

Granito leucocrático de moscovita (PIN–07–12)

Un leucogranito de moscovita fue recolectado cerca de la Mina La Pinta (Figura 3). Esta unidad granítica presenta un alto grado de complejidad para su fechamiento debido al gran número de zircones heredados (núcleos). En el gráfico de concordia Tera–Wasserburg se observa que existe un número elevado de zircones heredados de edad precámbrica con diferentes grados de discordancia (Figura 8a). El único zircón con discordancia <3% tiene una edad ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de 1752 ± 16 Ma (1–sigma; Tabla A3), una edad bastante común para las rocas del basamento granítico paleoproterozoico del NW de Sonora. Los otros análisis tienen valores de discordancia >4%, pero también se considera importante constatar su presencia en estas rocas como zircones heredados con edades ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb de ~1581, ~1660 y ~2602 Ma, reportadas a precisión 1–sigma (Tabla A3).

Las edades más jóvenes de esta muestra corresponden a los puntos 1 y 10 (Figuras 8a y 8b), que podrían interpretarse como granos con diferentes grados de herencia, como zircones precámbricos que han sufrido pérdida parcial de Pb durante el proceso de cristalización y/o como zircones precámbricos con sobrecrecimientos pérmicos. Estos análisis no han sido utilizados para la estimación de la edad de la roca. Los análisis de los puntos 2 y 4 se han interpretado como zircones con una componente significativa de Pb común, al alejarse de la línea de concordia alcanzando mayores relaciones isotópicas ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb (Figura 8b). En esta población de zircones fechados, sólo se cuenta con que el análisis del punto 8 con una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U de 266.2 ± 3.1 Ma (1–sigma) podría acercarse a la edad de cristalización del leucogranito de moscovita. El análisis del punto 9 se ha interpretado como un zircón con pérdida de Pb radiogénico. Por esa razón no pensamos que esta edad tenga algún significado para estimar la edad de cristalización del leucogranito.

Granito de feldespato alcalino de dos micas (PIN–07–15)

La muestra de leucogranito de dos micas PIN–07–15, recolectada en la parte norte de la Sierra Pinta (Figura 3), presenta un comportamiento más sencillo que el resto de los leucogranitos. Los datos de U–Pb en zircones, como se aprecia en el diagrama de concordia Tera–Wasserburg (Figura 8c), no indican presencia significativa de zircones heredados (Tabla A1). Se observa que 16 de estos análisis (elipses con cuadro de color negro) forman una agrupación de zircones relativamente concordantes con una edad ²⁰⁶Pb/²³⁸U media ponderada de 265.4 ± 3.1 Ma (2–sigma; MSWD = 1.19; Figura 8c y 8d) interpretada como la edad de cristalización del granito. Los datos representados por las elipses de color gris son análisis descartados para el cálculo de la edad por representar zircones con una combinación de pérdida de Pb y la presencia de Pb común (análisis más jóvenes). En el caso del punto 4, que es el análisis con edad más vieja de la población de zircones fechados (Tabla A2), se descartó del cálculo de la edad ya que representa un zircón con un pequeño grado de herencia.

GEOQUÍMICA DE ELEMENTOS MAYORES, TRAZA Y REE

Los resultados analíticos obtenidos por Fluorescencia de Rayos X (FRX) para los elementos mayores de las rocas de la Sierra Pinta, así como los datos analíticos de elementos traza obtenidos por Espectrometría de Masas con Plasma de acoplamiento inductivo (ICP–MS), están enlistados en las Tablas A4 y A5 y graficados en las Figuras 9, 10, 11. Las metodologías y procedimientos de las técnicas analíticas empleadas se encuentran en el Apéndice B (suplemento electrónico 26–3–02).

En el gráfico de la Figura 9b se establece el carácter hiperaluminoso o metaluminoso y la posible fuente del magma, graficando la mayoría de las muestras dentro del campo hiperaluminoso que caracteriza a granitos de tipo S (producto de fusión parcial de corteza continental evolucionada o de material sedimentario), excepto dos muestras que caen en el campo de granitos tipo I (muestras PIN–07–1 y PIN–07–4) generados principalmente por la fusión parcial de una fuente ígnea.

En la Figura 10 se muestran diagramas de variación de tipo Harker de los óxidos mayores vs. SiO₂ en donde se pueden distinguir los dos grupos de granitoides. Claramente, los granitoides melanocráticos se agrupan separados de los granitoides leucocráticos. Para el caso de los granitoides melanocráticos, el contenido de SiO₂ varía de un 61.6 a un 67.1 % en peso, mientras que para los granitoides leucocráticos los valores de sílice son más altos respecto a los anteriores (71.5–73.8 % en peso). Se pueden observar correlaciones negativas para TiO₂, Al₂O₃, Fe₂O₃, MnO, MgO, CaO y P₂O₅ con respecto a SiO₂ y un comportamiento positivo para K₂O, mientras que el Na₂O permanece constante para cada grupo de granitoides. Los datos para cada grupo de rocas definen tendencias lineares consistentes con la fraccionación de minerales del magma parental, es decir, los contenidos de la mayoría de los elementos, excepto K2O y Na2O, disminuyen progresivamente a medida que el contenido de SiO₂ aumenta debido a la cristalización fraccionada. El K₂O se comporta de manera incompatible (i.e., el líquido residual se enriquece en este elemento) definiendo una tendencia positiva en el gráfico h de la Figura 10. Como se había mencionado antes, este comportamiento se atribuye al efecto de contaminación cortical en márgenes continentales activos.

De acuerdo con el diagrama de discriminación tectonomagmática para granitos según Pearce et al. (1984), todos los granitoides de la Sierra Pinta caen en el campo de granitos de arco volcánico (Figura 11a).

En la Figura 11b se muestran, en campos coloreados, los patrones de variación de los elementos de las Tierras Raras (REE). Los espectros de Tierras Raras para los granitoides melanocráticos muestran claramente un enriquecimiento de las tierras raras ligeras (LREE) sobre las pesadas (HREE), al igual que dos de las muestras de granitoides leucocráticos (PIN–07–2 y PIN–07–12), típico de zonas de subducción, mientras que la muestra PIN–07–15 presenta un aumento en HREE, que se puede relacionar con la fusión de corteza continental más evolucionada y/o a la fusión de una fuente sedimentaria rica en HREE. Otra de las diferencias más notorias de las rocas melanocráticas en relación con las rocas leucocráticas es que estas últimas presentan notables anomalías negativas de Eu (valores de Eu/Eu* = 0.601–0.770), interpretándose como el efecto de la diferenciación de plagioclasa en las rocas.

Las diferencias geoquímicas entre estos dos grupos se muestran más claramente en los valores de sumatoria de REE y en la relación (La/Yb)N. La ∑REE para los granitoides melanocráticos va de 110 a 185 ppm y valores de (La/Yb)N de 8.993 a 14.056, mientras que el valor de (La/Yb)N para los granitoides leucocráticos ronda entre 0.517 y 3.085 y el valor de ∑REE va de 40–83 ppm.

En la Figura 11c se observan, en campos coloreados, los espectros de multielementos. En términos generales, los espectros para los granitoides melanocráticos son muy similares, es decir, se presenta una tendencia general afín entre los patrones. Se observan anomalías negativas muy definidas para el Nb, P y Ti, además de anomalías positivas claras de Ba, K, Pb y Sr. Por otra parte, los espectros para los granitoides leucocráticos también presentan un arreglo espectral muy uniforme observándose las mismas anomalías positivas de K y Pb, y en menor medida de Sr, además de anomalías negativas de Nb y una muy pronunciada de Ti. Según Wilson (1989), el enriquecimiento de los elementos de bajo potencial iónico como el Sr, K, Ba y Pb comúnmente se interpreta como el efecto de los fluidos provenientes de la deshidratación de los metasedimentos oceánicos, similares a las de los sedimentos subducidos (es decir, metasomatismo de la fuente mantélica por fluidos liberados de la placa subducida) (Anderson et al., 1980; Hawkesworth y Powell, 1980; Wilson y Davidson, 1984). La anomalía positiva de K también podría ser el efecto de contaminación cortical. En contraste, el empobrecimiento de los elementos de alto potencial iónico se podría atribuir a altos grados de fusión parcial y/o a la estabilidad de las fases mantélicas residuales (Pearce, 1982). La anomalía negativa de Nb, y sobre todo la relación elevada de Ba/Nb, se pueden interpretar como producto de contaminación de la corteza continental o como resultado del efecto de retención de Nb en la placa subducida, mientras que la anomalía negativa pronunciada de Ti es explicada por la retención de una fase refractaria en la fuente en la cual este elemento es altamente compatible, como el rutilo; pero en general la anomalía negativa de Ti pude ser interpretada por el efecto del fraccionamiento de la titanomagnetita–ilmenita.

ESTUDIOS ISOTÓPICOS DE Sm–Nd EN ROCA TOTAL

Un total de cuatro muestras graníticas pérmicas de la Sierra Pinta fueron analizadas para determinar las composiciones isotópicas de Sm–Nd en roca total. Los datos isotópicos se presentan en la Tabla A6, y se encuentran graficados en la Figura 12. Los análisis Sm–Nd fueron realizados en el Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) de la UNAM utilizando un espectrómetro de masas Finnigan MAT 262. En el Apéndice B (suplemento electrónico 26–3–02) se proporciona información sobre la metodología.

DISCUSIÓN

Características petrogenéticas del magmatismo pérmico en la Sierra Pinta

En la Sierra Pinta se reconocieron granitoides pérmicos, cartografiados anteriormente como del Paleoceno (Araux–Sánchez, 2000), que se diferenciaron en dos grupos principales (Tabla 1). Por un lado, se encuentra el grupo de granitoides melanocráticos con edades U–Pb en zircones de ~275–271 Ma, a excepción de la muestra PIN–07–4 con una edad de ~258 Ma (Tabla A2 y Figura 6). Por otro lado, está el grupo de granitoides leucocráticos con edades de ~266–259 Ma (Figuras 7 y 8; Tablas A2 y A3). En diferentes lugares de la Sierra Pinta la relación de campo entre los granitoides melanocráticos y leucocráticos sugiere que los granitoides melanocráticos son más antiguos, ya que éstos son intruidos por los leucocráticos, incluso cortando su foliación (Figura 4). Esto es constatado por las edades isotópicas en todos los casos, a excepción de la muestra PIN–07–4 (granitoide melanocrático) con edad de 258.3 ± 3.4 Ma, la cual es cortada por la muestra PIN–07–2 (granitoide leucocrático) con edad de 259.4 ± 3.4 Ma (Figuras 4a y 4b), pero entre los límites de error, se puede validar que la muestra melanocrática sea más vieja. Este es un buen ejemplo de la importancia del contexto geológico para hacer interpretaciones geocronológicas.

Las rocas graníticas pérmicas de la Sierra Pinta presentan composiciones típicas de granitoides. En el caso de los granitoides melanocráticos, éstos varían litológicamente de monzogranitos de hornblenda y dos micas a granodioritas de hornblenda y biotita (Tabla 1). Los granitoides leucocráticos varían en composición de leucogranitos de moscovita a granitos de feldespato alcalino de dos micas (Tabla 1). Las seis muestras de granitoides pérmicos se ubican en el campo de formación de granitos de arco volcánico de acuerdo con el diagrama de discriminación tectonomagmática Y vs. Nb (Figura 11a) y son dominados por la serie calcilcalina alta en K (Figura 9a). El carácter de los granitoides va de hiperaluminoso a metaluminoso (Figura 9b). En los diagramas tipo Harker (Figura 10) se manifiesta claramente una evolución geoquímica–petrogenética en el tiempo para cada grupo de granitoides. La mayoría de los óxidos muestran una disminución en función de la sílice (correlación negativa), mientras que para el óxido de potasio se muestra una relación inversa (correlación positiva). La existencia de estas dos tendencias claramente se debe al diferente origen de la fuente magmática para la formación de cada grupo de granitoides. En lo que respecta a la geoquímica de REE y elementos traza, los espectros de los elementos de las Tierras Raras para todos los granitoides de la Sierra Pinta muestran un enriquecimiento de las tierras raras ligeras sobre las pesadas, lo cual es característico de rocas de arco volcánico (Figura 11b). La anomalía negativa de Nb y la positiva de K, y sobre todo la relación elevada de Ba/Nb (Figura 11c; Tabla A5), se puede interpretar como producto de la contaminación cortical que experimentaron los granitoides.

Por otra parte, los análisis isotópicos de Sm–Nd en roca total presentados en este trabajo indican que diferentes fuentes de basamento cortical proterozoico sirvieron para la generación de los magmas que dieron lugar a las rocas pérmicas de la Sierra Pinta, en especial para los granitoides pérmicos melanocráticos. Estas fuentes presentan valores de épsilon Nd iniciales que van desde –14.5 hasta –10.4 y edades modelo Nd T_DM en un rango que va de 1.7 a 1.6 Ga (Figura 12 y Tabla A6), mientras que para la muestra de leucogranito pérmico con valor de épsilon Nd inicial de –19.2, tiene una edad modelo Nd (T_DM) de 2.6 Ga. Cabe señalar que no se conocen rocas ígneas en el NW de Sonora de edad similar a la edad modelo obtenida para la muestra PIN–07–2 (edad modelo Nd T_DM = 2.6 Ga), sólo rocas de 1.8–1.7 Ga y de 1.4–1.1 Ga que se encuentran distribuidas en la región. Los datos sugieren que esta última muestra pudiera derivar de una fuente cortical rica en detritos más antiguos con influencia de corteza probablemente Neoarqueana.

Por otro lado, pensamos que la ocurrencia del basamento tipo Yavapai encontrado en algunos lugares en el NW de Sonora (Figura 2), como en las regiones de Quitovac, Cabeza Prieta–Pinacate, Cerros San Luisito, Cerro Prieto y Zona Canteras–Puerto Peñasco (Iriondo et al., 2004; Nourse et al., 2005; Gutiérrez–Coronado et al., 2008; Izaguirre et al., 2008; Arvizu–Gutiérrez, 2008; Arvizu et al., en prensa) sirvió como una zona de debilidad cortical (Iriondo y Premo, en prensa) (Figura 1) para que los primeros magmas generados por subducción en el arco magmático continental del SW de Norteamérica ascendieran hacia la superficie con mayor facilidad en el difícil camino de ascenso de magmas a través de una corteza relativamente fría después de cientos de millones de años como corteza de margen continental pasivo después de la ruptura del supercontinente Rodinia en el Neoproterozoico y/o Paleozoico Inferior. Cabe señalar claramente que lo que consideramos zona de debilidad cortical Yavapai, es sólo una hipótesis para explicar el conducto por el cual los magmas generados por subducción ascendieron hacia la superficie. Sin embargo, aún no podemos demostrarlo, pero estudios recientes antes mencionados indican que esta hipótesis podría ser factible para explicar la presencia de las rocas ígneas pérmicas en el NW de Sonora.

El magmatismo pérmico en el NW de Sonora y su relación con el magmatismo Cordillerano del SW de los Estados Unidos y noreste, centro y sur de México

El descubrimiento de un pulso magmático pérmico en la Sierra Pinta en el NW de Sonora con edades U–Pb en zircones entre ~275 y ~258 Ma (Guadalupense) se puede asociar a la subducción que propició el inicio del arco magmático continental (margen activo) del SW de Norteamérica. Esto contrasta con la idea de que el comienzo de la subducción para formar el arco magmático cordillerano en el SW de Norteamérica inició con la intrusión de plutones graníticos de edad Triásica emplazados en el basamento Paleoproterozoico (~250–207 Ma; Barth et al., 1997; Barth y Wooden, 2006) como resultado del inicio de la convergencia a lo largo del margen continental Paleozoico pre–existente (Burchfiel y Davis, 1972, 1975, 1981; Kistler y Peterman, 1973; Dickinson, 1981; Burchfiel et al., 1992).

En el noreste, centro y sur de México, el arco continental permo–triásico se cree que está relacionado con una zona de subducción con vergencia hacia el este en el margen oeste de Pangea (Torres et al., 1999; Weber et al., 2007) y se propone que pudiera extenderse hasta Colombia, ya que también han sido reportadas rocas con estas edades en esa parte de la Cordillera (p. ej., Pindell y Dewey, 1982; Case et al., 1990).

Esta ocurrencia de rocas graníticas pérmicas en la Sierra Pinta en el NW de Sonora nos permite enlazar este evento magmático a nivel cordillerano desde el SW de los Estados Unidos (Nevada–California–Arizona), a través de Sonora hasta Chihuahua, Coahuila, Puebla, Oaxaca y Chiapas en el norte, centro y sur de México (Torres et al., 1999; Centeno–García y Keppie, 1999; Dickinson y Lawton, 2001; Iriondo et al., en preparación). Al igual que otros autores, esto nos lleva a la conclusión de que este cinturón magmático es el resultado de la subducción pérmica a lo largo de un margen continental activo establecido después del ensamble final (sutura) de Pangea durante la orogenia Ouachita–Marathon–Sonora en el Carbonífero tardío–Pérmico temprano (p. ej., Ross, 1986; Torres et al., 1999; Dickinson y Lawton, 2001; Poole et al., 2005) formada por el cierre diacrónico de una cuenca oceánica entre Laurencia y Gondwana, permitiendo su posterior colisión (Graham et al., 1975; Ross, 1979; Viele y Thomas, 1989; Hatcher, 2002).

Zircones detríticos pérmicos en unidades sedimentarias post–pérmicas en el NW de Sonora

Análisis isotópicos (edades U–Pb) de zircones detríticos permo–triásicos en diferentes cuencas sedimentarias mesozoicas de Sonora indican una relativa cercanía a una fuente magmática de edad pérmica, sugiriendo la posibilidad de que el cinturón granitoide permo–triásico podría haber continuado en Sonora. Un ejemplo de ello son las areniscas de la Formación Santa Clara (Gehrels y Stewart, 1998) del Grupo Barranca del Triásico superior en Sonora que indican que por lo menos el 42% de los zircones detríticos son de edad pérmica (~280–250 Ma). De igual manera, zircones detríticos de areniscas del Grupo Antimonio en Sonora tienen edades permo–triásicas entre ~270–240 Ma (González–León et al., 2005). La única roca ígnea conocida en el NW de Sonora con edad cercana es la de un cuerpo plutónico en Sierra Los Tanques (Figura 2) fechada en ~233 Ma (edad U–Pb en zircones; Campbell y Anderson, 2003), pero ésta edad triásica no permitiría explicar las edades pérmicas de zircones detríticos encontrados en estas cuencas.

Cabe destacar que antes de que se realizara este descubrimiento de magmatismo pérmico en la Sierra Pinta en el NW de Sonora, las fuentes de zircones detríticos más cercanas se encontraban en el NE de México, en donde existen rocas plutónicas de esas edades implicando una gran complejidad para explicar el transporte de dichos detritos y dificultando notablemente las reconstrucciones paleogeográficas post–pérmicas del NW de México (Dickinson y Lawton, 2001).

CONCLUSIONES

Las edades U–Pb en zircones y los estudios isotópicos de Sm–Nd en roca total, además de los estudios geoquímicos realizados en las rocas graníticas pérmicas en la Sierra Pinta soportan la idea de que estas rocas se encuentran asociadas al inicio de la subducción a lo largo del arco magmático continental del SW de Norteamérica. Esto implica llevar varios millones de años atrás el inicio de dicho margen.

La existencia de este plutonismo pérmico en el NW de Sonora permite enlazar este evento magmático a nivel cordillerano, ya que favorece la continuidad de un cinturón granitoide permo–triásico que se extiende desde el SW de los Estados Unidos pasando por Sonora hasta el noreste, centro y sur de México.

AGRADECIMIENTOS

Primeramente queremos agradecer a los proyectos PAPIIT/UNAM (clave IN113906–3) y CONACYT (clave 52163) otorgados a A. Iriondo por el financiamiento proporcionado para realizar trabajo de campo y estudios de laboratorio. De igual manera se agradece a la MINERA PENMONT por su apoyo logístico para llevar a cabo el trabajo de campo. Muchas gracias a Ofelia Pérez Arvizu por su colaboración en los análisis de elementos traza en el Laboratorio Ultralimpio y de Espectrometría de Masas en el Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (CGEO–UNAM). Gracias a Juan Tomás Vásquez Ramírez y a Manuel Albarrán Murillo (ambos del CGEO) por la preparación de láminas delgadas para la petrografía, y por la gran ayuda proporcionada en el trabajo de molienda y pulverización de las muestras, respectivamente. Agradecemos enormemente a Dan Miggins y Heather Lowers del U.S. Geological Survey de Denver por su asistencia en la obtención de imágenes de SEM–cátodoluminiscencia para realizar los estudios de geocronología U–Pb en zircones. Igualmente agradecemos al Dr. Luigi Solari por el apoyo ofrecido para obtener imágenes de luz reflejada y transmitida para caracterizar los zircones. Agradecemos también al Dr. Francisco Abraham Paz Moreno por sus valiosos comentarios sobre la geoquímica y asesoría para el estudio petrográfico. Agradecemos al Dr. Juan Julio Morales Contreras del Laboratorio Universitario de Geoquímica Isotópica (LUGIS) de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM) por realizar las mediciones de Sm–Nd. Finalmente queremos agradecer al Dr. Paul A. Mueller por invitarnos a realizar los fechamientos U–Pb en zircones en el laboratorio de la Universidad de Florida en Gainesville, EUA. Agradecemos y apreciamos las críticas hechas por los revisores Bodo Weber y Peter Schaaf, las cuales mejoraron al manuscrito y, de igual manera, a los editores Luca Ferrari, Susana Alaniz y Teresa Orozco por el apoyo logístico para publicar este artículo.

APÉNDICE. SUPLEMENTO ELECTRÓNICO

Información adicional a este artículo se encuentra disponible en el sitio web de la revista http://rmcg.unam.mx/, en la tabla de contenido de este número (suplementos electrónicos 26–3–02).

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